авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ

Pages:     | 1 | 2 || 4 | 5 |   ...   | 6 |

«Российская академия наук Уральское отделение Институт геологии и геохимии им. акад. А.Н. Заварицкого Уральский государственный горный университет ...»

-- [ Страница 3 ] --

В пределах Кантегирского поля интенсивно серпентинизированные гипербазиты и апогипербазитовые серпентиниты слагают серию вытянутых в северо-восточном нап равлении линзовидных, пластиноподобных протрузий (22 тела). Протяженность сер пентинитовых тел от 1 м до 3 км, ширина – от первых десятков сантиметров до 100 м.

На площади Кантегирского поля выявлено 5 нефритоносных зон, приуроченных к зонам разрывных нарушений, а также к контактам серпентинитов с алюмосиликат ными породами чингинской свиты ранне-среднекембрийского возраста. В пределах зон распространены хризотил-лизардитовые серпентиниты, широко проявлены карбонати зация, цоизитизация, родингизация, альбитизация, тремолитизация и нефритообразова ние.

На площади поля выявлено 24 тела нефритовой минерализации в коренном зале гании и 19 элювиально-делювиальных глыб. Коренные выходы нефрита представлены мелкими гнездовыми выделениями (0,1-0,3 м - в поперечнике) и линзовидными телами длиной до 8 м и мощностью до 1,5 м. В пределах линзовидных тел разбит трещинами на более мелкие блоки, иногда слабо рассланцован. Общая протяженность нефрито носной зоны составляет более 100 м. Многие тела нефритоносных пород имеют неод нородное зональное строение. На контакте серпентинитов и раннекембрийских мета эффузивов основного состава наблюдаются оторочки гранат-альбит-пироксен-актино литовых родингитов с гнездами низкосортного нефрита, а на контакте с пироксенитами – различной ширины зоны пироксен-цоизитовых, хлорит-тремолит-актинолитовых ме тасоматитов, с тремолитизированным, хлоритизированным несортовым нефритом.

Цвет нефрита светло- зеленый, травяно-зеленый, неоднородный. Порода просве чивает от 3-5 до 20 мм. Текстура массивная и неясно пятнистая. В линзовидных выде лениях качество нефрита очень высокое, он практически не содержит темных включе ний рудных минералов. Нефрит принимает очень высококачественную зеркальную по лировку. Породы иногда разбиты тончайшими взаимопересекающимися трещинами, выполненными светло-бурыми тонкодисперсными гидроксидами железа, что снижает качество нефрита и нередко придает ему буроватый оттенок (рис. 1).

Рис. 1. Пришлифованный образец сортового нефрита Кантегирского месторождения.

Микроструктура пород нематобластовая (фибробластовая) спутано-волокнистая (рис. 2) или порфиробластовая с тонкозернистой фибробластовой спутанно-волокни стой микроструктурой основной массы (рис. 3). Сравнительно крупные (0,3- 1 мм) порфиробласты светло-зеленого актинолита чаще всего образуют непротяженные це почки вдоль трещинок в породе. Их содержание не превышает 5-7%. Часто такие выде ления актинолита окружены тончайшей темной оторочкой тонкодисперсных гидрооки слов железа. В основной массе породы резко преобладает тонковолокнистый (толщина волокон 0,005-0,01 мм) амфибол тремолит-ферроактинолитового ряда в виде тонких, нередко изогнутых волокон толщиной 0,01 - 0,2 мм и длиной 0,1 - 0,5 мм – 75 - 90% (светлого желтовато-зеленоватого цвета, слабоплеохроирующий, близкий по составу к актинолиту). Ориентировка волокон субпараллельная или беспорядочная (неодинакова в различных участках породы). В небольших количествах (до 15%) часто присутствует бесцветный и буроватый в проходящем свете серпентин. Наблюдаются также единич ные зерна клиноцоизита с аномальными низкими интерференционными окрасками в серо-фиолетовых тонах и единичные мелкие чешуйки хлорита, призматические выде ления бесцветного тремолита (до 10%). Редко сохраняются единичные мелкие реликты клинопироксена, по составу близкого к диопсиду, а также единичные зерна хромшпи нелида в хлоритовой оторочке и магнетита (3%).





Рис. 2. Шлиф нефрита Кантегирского месторождения. Слева - без анализатора, справа – николи скрещены.

Рис. 3. Шлиф нефрита Кантегирского месторождения. Слева – без анализатора, справа – николи скрещены.

По заключению лаборатории «Байкалкварцсамоцветы» средний выход сорто вого нефрита составляет для различных нефритовых тел от 20.3%, до 82%, в том числе ювелирного II сорта - 3%, поделочного I сорта - 25.5%.

Учитывая состав и текстурно-структурные особенности тесно ассоциирующих с нефритом метасоматитов, следует предполагать широкий температурный диапазон его образования, в основном, в высокомагнезиальных средах, представленных магматиче скими породами в условиях низких и умеренных давлений [2].

Литература 1. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1:1 000 (третье поколение). Алтае-Саянская серия. Лист N-46 (Абакан). Объяснительная записка / В.В. Беззубцев, М.Л. Махлаев, В.Т. Кириченко, О.Ю. Перфилова и др. – СПб:

Изд-во картфабрики ВСЕГЕИ, 2009. – 396 с.

2. Сутурин А. Н., Замалетдинов Р.С. Нефриты. - Новосибирск: Наука, 1984. – С. 104 118.

РУДОКОНТРОЛИРУЮЩАЯ РОЛЬ ЛЕТУЧИХ КОМПОНЕНТОВ (F, Cl, S) ПРИ МЕТАСОМАТИЧЕСКИХ ПРЕОБРАЗОВАНИЯХ ГРАНИТОИДОВ, СПЕЦИАЛИЗИРОВАННЫХ НА ЗОЛОТО - СУЛЬФИДНО - КВАРЦЕВОЕ ОРУДЕНЕНИЕ (НА ПРИМЕРЕ МАССИВОВ СРЕДНЕГО И ЮЖНОГО УРАЛА).

Коновалова Е.В., Холоднов В.В.

Институт геологии и геохимии УрО РАН, г. Екатеринбург konovalova@igg.uran.ru, holodnov@igg.uran.ru Рудные месторождения, генетически связанные с гранитами, часто интерпрети руются как гидротермальные. Их появление обусловливается отделением рудоносных водных растворов от расплавов на различных стадиях их развития. Однако, экспери ментальные исследования равновесий гранитных расплавов с водными растворами по казывают, что металлы концентрируются большей частью в расплавах, и только в не значительной степени переходят в отделяющиеся от них гидротермальные растворы [6]. Рудоконцентрирующая роль гидротермальных растворов возрастает с увеличением содержания солей, но остается недостаточно эффективной для того, чтобы с их отделе нием можно было бы связать формирование рудных залежей. Способность гранитных систем к рудообразованию возникает при гетерофазности флюидов, т.е. обособлении плотных солевых фаз (фторидных, хлоридных, сульфатных и др.) – эффективных концентраторов рудных металлов. Богатые рудными металлами кварцево-солевые расплавы могут мигрировать из остаточных гранитных расплавов в составе гетерофаз ных гидротермальных растворов. При отделении последних от остаточных магматиче ских очагов и их последующем внедрении в различные деструктивные системы ком плексов вмещающих пород, растворы подвергаются дифференциации, вызванной более высокой миграционной способностью собственно гидротермальных растворов низкой плотности относительно плотных и вязких рудоносных солевых фаз. Гидротермальные растворы вызывают околорудные изменения вмещающих пород. Таким образом, на ме сторождениях присутствует как бы сочетание нескольких формаций (метасоматической и собственно рудной), хотя есть и промежуточные типы, которые порождает взаимо действие гидротермальной и плотной солевой фазы.





Опираясь на выше описанную модель образования рудных месторождений свя занных с гранитоидами, рассмотрим конкретные примеры изучения летучей фазы (F, Cl, S) в гидроксилсодержащих минералах и апатитах из габбро-тоналит-гранодиорит гранитных (ГТГГ) массивов золото-металлогенического профиля в составе гранитои дов плутонической группы, представляющих собой надсубдукционные образования активной континентальной окраины Урала [10].

Ранее уже была установлена [11], эффективность изучения уровня концентраций галогенов в апатитах (наряду с другими гидроксилсодержащими минералами), указы вающих на металлогеническую специализацию и потенциальную рудоностность маг матических пород и хорошо согласующихся с представлениями о химическом сродстве рудных металлов (Fe, Cu, Mo, W, Au, Be и др.) к Cl и F.

Перечисленные интрузивные комплексы сопровождаются образованием в апи кальной и надинтрузивной зонах, а также в приконтактовых частях крупных дайковых полей, интенсивным развитием в этих полях золотоносных кварцевых жил и околоруд ных местасоматических образований лиственит-березитовой формации (Шарташско Березовская рудная зона и др.).

Для данных золотоносных массивов ГТГГ-типа характерны пониженные кон центрации хлора в породо- и рудообразующих флюидах, которые отражены в содержа ниях галогенов в апатите и сосуществующих гидроксилсодержащих силикатах (амфи боле, биотите и др.) [2]. Наиболее высокие концентрации F характерны для биотитов из ранних березитов Шарташско – Березовского рудного поля (F до 2,0% и более). В таких биотитах наблюдается иногда и повышенные содержания Cl (до 0,03-0,17%) [12]. Вало вые содержания F в самих ранних березитах достигают 0,1-0,17%, на фоне валовых концентраций фтора в магматических породах (в гранитоидах и лампрофирах) не более 0,18%. Наличие повышенных концентраций Cl и F в биотитах ранних березитов корре лируется с повышенным содержанием в березитах Cu, Zn, Pb [5]. Это свидетельствует о том, что лиственитизация и березитизация на раннем этапе происходят на фоне макси мальной активности во флюидах фтора. Формирование последних сопряжено (наряду со F) с привносом CO2, калия и серы, при выносе кремнезема и натрия [8]. Это характе ризует состав флюида, участвующего в процессах березитизации и лиственитизации пород. Такая обогащенная фтором система является эффективным концентратором вольфрама, что подтверждается присутствием на месторождении Au-W-Mo – орудене ния и ранних микроклинсодержащих метасоматитов (гумбеитов), сопровождаемых кварц-шеелитовой с молибденитом минерализацией.

Рис. 1. Соотношение концентраций Cl в сосуществующих апатитах и биотитах (а), апа титах и амфиболах (б) как индикатора специализации надсубдукционных гранитоидов Урала на различное эндогенное оруденение. Выделены поля: 1 – габбро-гранитные комплексы со скарново-магнетитовым оруденением, 2 – диорит-гранодиоритовые (ан дезитоидные) комплексы с Au-Cu-Mo порфировым оруденением, 3 – тоналит-грано диорит-гранитные комплексы окраинно-континентальных поясов с Au-сульфидно кварцевым оруденением и Au-W оруденением.

Более поздние этапы формирования березитизации характеризуются снижением концентрации F до 0,07% и Cl до 0,02% и менее. Одновременно с этим в березитах на блюдается рост содержаний Au (с 0,2 до 0,7 г/т и более) и Ag (от 3-380 г/т). Предпола гается, что такая закономерность вызвана распадом комплексных соединений золота с хлором и серой и его осаждением в березитах вместе с сульфидной минерализацией.

К моменту образования непосредственно кварцево - жильной золоторудной мине рализации активность хлора в растворах вновь возросла. По данным [8], растворы не были равновесными с минеральными парагенезисами березитов и лиственитов. Ион ный анализ [1] флюидных включений в жильном кварце Березовского месторождения выявил, что растворы рудной стадии были представлены водным флюидом, содержа щим СО2 и ионы щелочных металлов, с присутствием небольшого количества СН4 и N2. Также были определены концентрации фтора, хлора и сульфат-иона. При этом хлор преобладает над остальными анионами (0,04-0,85 моль/кг H2O и более). Содержания F во включениях ранних минералов рудной стадии – низкие, характерно присутствие сульфат-иона до 0,027 моль/кг H2O. Отмечен рост F/Cl отношения от флюидных вклю чений в раннем молочном кварце золото-сульфидной стадии (0,01-0,45) к включениям в более позднем друзовом и дымчатом кварце (0,4-1,3). Следовательно, концентрация фтора нарастала в процессе кристаллизации кварцевых жил. Вместе с тем возрастала и роль углекислоты, а роль сульфат-иона снижалась.

Рис. 2. Оптическое и BSE изображения, карта распределения интенсивности характери стического излучения S K: а,б – апатит из гранита, Шарташский массив, в – апатит из гранита, Карагайский массив.

Между тем, в геохимическом отношении сера (наряду с F и Cl) является одним из основных элементов процессов гидротермального рудообразования, определяющим кислотность рудообразующих процессов и влияющий на фазовый переход околоруд ных пород и руд. Так, для золоторудных проявлений, сопряженных с золото-сульфид но-кварцевой формацией, в частности, Березовского месторождения, часто характерна известная зональность, характеризующаяся сменой высокотемпературных сульфидов низкотемпературными сульфидными фазами, перекрывающимися карбонатной мине рализацией. Более детально эта зональность по Березовскому рудному полю рассмот рена в работе [9].

При исследовании состава апатитов из гранитов, гранит-порфиров Шарташского массива и гранит-порфиров и метасоматитов по ним Березовского месторождения были обнаружены высокие содержания серы (до 1,0 мас.% в виде SO3). В распределении концентраций этого элемента наблюдается довольно непостоянный характер. В центре зерна апатита, как правило, присутствует область с высоким содержанием SO3 до 0, мас.% и более, а в краевых зонах резко снижается до 0,10 мас.% (рис. 2).Такая зональ ность, действительно, предполагает наличие этапности в режиме серы в магматическом процессе. Максимальное содержание сульфатной серы характерно для раннего относи тельно кратковременного и более высокотемпературного этапа. Затем, в процессе даль нейшей кристаллизации расплава, содержание сульфатной серы в нем резко понизи лось. Подобное поведение серы характерно и для апатитов из других изученных нами золоторудных объектов. Например, апатитов из окраинно-континентальных анатекти ческих плутонов Ахуновского и Карагайского, образующих крупный ареал в северной части островодужной Магнитогорской мегазоны. Концентрация серы здесь также дос таточно высока (до 0,56мас%.) в центральных частях зерен апатита, включенного в по родообразующие минералы - амфибол и биотит (рис. 2).

Исследованные нами апатиты из метасоматических пород Буйдинской золотонос ной площади (рис. 3), относящейся к той же северной части Магнитогорской мегазоны, показали в своём составе следующие вариации в содержаниях серы: в гумбеитах она варьирует от 0,07 до 0,31 мас%., в березитах – 0 - 0,55мас%, а в лиственитах от 0,1 до 3,24 мас.%. Все апатиты также существенно фтористые (F до 3,5%). Богатые рудой зоны (Au5г/т) при этом характеризуются положительной корреляционной зависимостью с полиметаллической стадией рудообразования (с Ag, Pb, Zn, Bi);

в рядовых рудах (Au 1,5-5 г/т) связи золота с другими элементами не проявлены [7].

Полученные данные по сере в апатитах из пород Шарташского массива и Бере зовского рудного поля являются прямым свидетельством участия магматического ис точника серы при формировании золотого оруденения Березовского месторождения.

Более подробно эти выводы уже рассматривались нами в работе [3].

В целом, полученные данные отражают сложный характер эволюции состава флюидов при формировании золоторудных сульфидно-кварцево-жильных месторожде ний, связанных с образованием массивов тоналит-гранодиоритовой формации.

Окончательная специализация таких высокопродуктивных массивов на золото складывается на заключительных этапах их формирования. Накопление золота в оста точных флюидизированных расплавах и флюидах объясняет пространственную совме щенность золотого оруденения с дайками и малыми интрузиями. Дайковый комплекс представляет собой насыщенный летучими легкоподвижный рудно-силикатный рас плав. Низкое сродство хлора и серы с силикатным расплавом, их активное комплексо образование с золотом при снижении температуры определяют накопление во флюи дах, одновременно обогащенных серой и хлором. В дальнейшем, в процессе кристалли зации, хлор и сера удалялись из расплавов и выносили золото, создавая во вмещающих метасоматически измененных породах золотосульфидные концентрации.

Для золоторудных месторождений, ассоциированных с массивами тоналит-грано диоритовой формации, наблюдается положительная корреляционная связь рудного зо лота с As, Bi, Cu, Zn, Pb.

В связи с вышеизложенным можно сделать вывод, что золотоносность рассматри ваемых нами анатектических гранитоидов габбро-тоналит-гранодиоритового типа обу словлена скорее всего в большей мере специфическим составом флюида, определенных концентраций воды, хлора, серы, фтора и др. летучих, способствующих экстракции зо лота из субстрата любого состава, нежели первичной геохимической специализацией на золото того субстрата, который подвергался надсубдукционному анатексису.

Рис.3. Соотношение F и SO3 в апатитах из метасоматитов Буйдинской золотоносной площади.

Исследования проведены при финансовой поддержке программ президиума РАН № проект 12-П-5-2015 и совместной программы УрО РАН СО ДВО РАН проект 12-С-5 1022 и 12-с-5-1004. Авторы выражают благодарность Шагалову Е.С. за помощь в по левых работах.

Литература 1. Викентьева О.В., Бортников Н.С., Мурзин В.В., Наумова В.Б. Флюидный режим минералообразования на Березовском золоторудном месторождении // Ежегодник- ИГГ УрО РАН: Информ. сборник научных трудов. Екатеринбург: УрО РАН, 2000. С.

224- 2. Коновалова Е.В., Прибавкин С.В., Замятин Д.А., Холоднов В.В. Сера в апатитах гранитов Шарташского массива и Березовского золоторудного месторождения // Ежегодник-2011 / Труды Института геологии и геохимии им. акад. А.Н.Заварицкого УрО РАН. Вып.159. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2012. С. 134-139.

3. Коновалова Е.В., Холоднов В.В., Шагалов Е.С., Замятин Д.А. Галогены и сера в позднедевонско-каменноугольных гранитоидах окраинно-континентального типа, как фактор специализации их на крупное золото-сульфидно-кварцевое оруденение // Уральская минералогическая школа-2012 посвященная благородным металлам (Au, Ag, Pt, Ir, Os, Pd, Rh, Ru). Сборник статей студентов, аспирантов, научных сотрудников академических институтов и преподавателей ВУЗов геологического профиля.

Екатеринбург: Изд. ИГГ УрО РАН, 2012, С. 74-78.

4. Коротеев В.А., Сазонов В.Н. Геодинамика, рудогенез прогноз (на примере Урала).

Екатеринбург: УрО РАН,2005, 259с.

5. Куруленко Р.С. О критерии рудоносности по данным содержаний Cl в биотитах из березитов Шарташского массива // Ежегодник-1991 / ИГГ УрО РАН. Екатеринбург:

УрО РАН,1992. С. 108-109.

6. Маракушев А.А., Шаповалов Ю.Б., Граменицкий Е.Н., Щекина Т.И. Эксперименталь ное моделирование рудогенерирующей способности гранитных систем / Эксперимен тальное теоретическое моделирование процессов минералообразования. – М.: Наука, 1998. С. 104-118.

7. Новоселов К.А., Белогуб Е.В., Викентьев И.В. Буйдинская золотоносная площадь (Учалинский рудный район, Башкортостан) // Уральский минералогический сборник, 2010. Вып.7, С. 131- 8. Сазонов В.Н., Огородников В.Н., Коротеев В.А., Поленов Ю.А. Месторождения золота Урала. Екатеринбург, 1999. 570 с.

9. Самарцев И.Т., Захваткин В.А., Казимирский В.Ф., Михайлова Л.В., Бирюков В.Ф. О зональности Березовского золоторудного месторождения на Среднем Урале // Геология Рудных месторождений. Т. XV. Вып.1 – М.: Изд-во Наука, 1973, С. 110-117.

10. Ферштатер Г.Б., Холоднов В.В., Кременецкий А.А., Краснобаев А.А., Бородина Н.С., Зинькова Е.А., Прибавкин С.В. Золотоносные габбро-тоналит-гранодиорит-гранитнын массивы Урала: возраст, геохимия, особенности магматической и рудной эволюции // Геология рудных месторождений. 2010. Т. 52. № 1. С. 65-84.

11. Холоднов В.В., Бушляков И.Н. Галогены в эндогенном рудообразовании. Екате ринбург: УрО РАН, 2002.

12. Холоднов В.В. Галогены (фтор и хлор) индикаторы специализации надсубдукци онных гранитоидов тоналит-гранодиоритовой формации на золото-сульфидно кварцевое оруденение / Геодинамика, магматизм, метаморфизм и рудообразование / Отв. редакторы Юшкин Н.П., Сазонов В.Н.: Сборник научных трудов. Екатеринбург:

ИГГ УрО РАН, 2007, С. 856-884.

НОВЫЕ ГОРНЫЕ ПОРОДЫ И МИНЕРАЛЫ ИЗ ИЛЬМЕНСКИХ ГОР Кориневский В.Г., Кориневский Е.В.

Институт минералогии УрО РАН, г. Миасс Славу Ильменским горам принесли минералы из многочисленных пегматитовых тел [3, 10]. Вмещающие их породы были исследованы несравненно слабее. Этой про блемой мы занялись в 1996 г, продолжаем работать в этом направлении и сейчас. Осо бое внимание было обращено на минералогию и петрографию специфических образо ваний, до нас в Ильменогорском комплексе не описанных. Это разобщенные линзовид ные и шарообразные бескорневые тела, залегающие среди апоосадочных метаморфиче ских пород (кристаллосланцев, кварцитов), а также в серпентинизированных меланже вых пластинах [4, 6]. Примечательно отсутствие в окружающих толщах сколь-нибудь крупных массивов подобных по составу пород. Рассмотрев геологическое положение, минеральный состав, петрографию, геохимические особенности, термобарометриче ские условия формирования этих линз и глыб, мы пришли к выводу, что они являются отторженцами глубинных пород из основания земной коры Урала [6–8]. На поверх ность эрозии их вывели протрузии серпентинитов вдоль плоскостей тектонических на рушений. Последующее разрушение этих пластин привело к захоронению глыб эндо генных пород в терригенных осадках дна окружающих позднепалеозойских бассейнов.

Этот комплекс осадков и залегающих среди них глыб древних магматических пород мы предложили рассматривать в качестве метаморфизованного олистостромового ком плекса (уразбаевская олистострома).

Исследования проводились в пределах территории Ильменского заповедника на нескольких участках распространения уразбаевской олистостромы и пластин серпен тинитового меланжа (рис.).

Породы из обломков и глыб в олистостроме и в серпентинитовом меланже в большинстве своем оказались новыми для Ильменских гор, а некоторая часть – и для Урала в целом. Мы описали [5–7] 19 новых их разновидностей (табл.). Нельзя не отме тить полузабытую прекрасную петрографическую работу К.И. Постоева [11], в которой упоминается присутствие редких разновидностей горных пород. Вслед за К. И. Постое вым, А. Г. Баженов охарактеризовал редкую разновидность анортитовых габбро-амфи болитов по обрамлению Няшевского серпентинитового массива [1]. Нам удалось про вести более детальные исследования по выяснению геологического положения этих и других пород в Ильменогорском комплексе и дать их развернутое описание [5–7]. Для обнаруженных новых типов пород характерны исключительная свежесть минерального состава;

сохранность первичных магматических структур, в том числе офитовой, пор фировидной, кумулятивной, габбровой и микрографической;

индукционные поверхно сти синхронного роста почти всех минералов;

преимущественно анортитовый состав плагиоклазов;

присутствие экзотических для магматических пород минералов (калий магнезиогастингсита, бариевого биотита, гиалофана, фассаита, геденбергита, эпидота);

отсутствие или слабое проявление химической зональности в индивидах минералов.

Уникальным является обнаружение первично-магматических анортитовых биотит-ам фиболовых и геденбергитовых габбро.

Глубинное происхождение пород подтверждается данными минеральной гео термобарометрии: для пироксенитов и габбро температуры образования определены в пределах 600-1200 С, а давление – 6–11 кбар. Нахождение в них повышенных коли честв кальция, алюминия и щелочей может говорить о подкоровом происхождении этих пород. Наличие блоков пород с частым переслаиванием разных петрографических типов (клинопироксенитов, горнблендитов, габбро, оливинитов), присутствие кумуля тивных структур позволяют сопоставлять их с фрагментами расслоенных интрузивных комплексов.

Рис. Обзорная схема района исследований авторов в Ильменогорском комплексе (Россия, Челябинская обл., Ильменский заповедник).

1 - Осиновый мыс на оз. Бол. Ишкуль, 2 - подножье горы Савелькуль, 3 – Ураз баевский участок, 4 – межозерье Бол. Миассово – Бол. Таткуль, 5 – северное побережье оз. Бол. Таткуль.

Описанные нами новые породы содержат минералы, впервые выявленные на территории Ильменских гор, иногда – на Урале в целом [3]. Наиболее важным является открытие нового вида амфиболов – калиймагнезиогастингсита, бариевого биотита, гиа лофана, цельзиана, дотоле на Урале неизвестных. Впервые показано присутствие в габбро кристаллов эпидота магматического происхождения [6, 7].

Особо следует подчеркнуть установление впервые в России магматических по род, содержащих в качестве одного из главных породообразующих минералов скапо лит (миццонит). Нами описаны [8] скаполитовые граниты, пегматиты, габбро, пироксе ниты, слюдиты, слагающие секущие дайки в теле карбонатитов.

Таблица. Новые горные породы и минералы в Ильменогорском комплексе.

№ Горные породы Минералы п.п.

Бариевый флогопит** 1 Габбро анортитовые:

* Бариевый биотит** 2 Фассаитовые Гранат-клиноцоизит-фассаитовые** Гиалофан** ** Цельзиан** 4 Биотит-амфиболовые Амфиболовые* Калиймагнезиогастингсит*** *** Манганильменит* 6 Геденбергитовые Пикроильменит* 7 Горнблендиты анортитовые:

Фассаитовые* Маухерит* * Троилит* 9 Рутил-шпинелевые Гранат-апатит-шпинелевые* Ванадистый фторпаргасит* * Благородная шпинель* 11 Шпинель-гранат-корундовые Шпинель-энстатитовые* Хромистый гроссуляр* * Цинковистый плеонаст* 13 Оливиновые Паргасит s.s.* 14 Клинопироксениты:

Диопсидовые* Геденбергит* * Дравит* 16 Шпинелевые Жедрит* Амфиболовые вебстериты* Магнезит* 18 Габбро-амфиболиты анортитовые:

Цоизитовые* Кальдерит** Клиноцоизитовые* Корундсодержащие* Гранат-диопсидовые* Двуамфиболовые* Скаполитовые магматические породы:

Скаполитовый гранит** Скаполитовое габбро** Скаполитовый пироксенит** Пироксен-кварц-скаполитовый пегматит** Пироксен-амфибол-скаполитовые слюдиты** Примечание:*– найденные впервые в Ильменах, **– найденные впервые на Урале, ***– найденные впервые на Земле.

По разнообразию встреченных кайнотипных петрографических разновидностей пород и породообразующих минералов в них, пластины серпентинитового меланжа на восточном побережье оз. Бол. Ишкуль у Осинового мыса, а также участки распростра нения метаморфизованных блоков подобного меланжа среди апоосадочных образова ний в районе северного побережья оз. Бол. Миассово и на северных склонах горы Са велькуль представляют собой уникальный объект для детальных петрографических ис следований и проведения учебных практик студентов.

Таким образом, работами сотрудников Института минералогии за последние годы в казалось бы, досконально изученном Ильменогорском комплексе описано новых разновидности горных пород, в том числе 8 – для Урала в целом и 4 – для Земли.

В них обнаружено 19 новых для Ильмен минералов, в том числе – 6 новых для Урала и 1 – для Земли. Их принадлежность к отторженцам глубинных образований создает предпосылки для познания состава и строения пока недоступных для бурения слоев земной коры.

Литература 1. Баженов А.Г., Иванов Б.Н., Постоев К.И. Анортитовые амфиболиты Ильме ногорского комплекса // Магматизм и метаморфизм ультраосновных и щелочных пород Урала. Свердловск: УНЦ АН СССР, 1978. С. 101-105.

2. Кобяшев Ю.С., Никандров С.Н., Вализер П.М. Минералы Ильменских гор, 2000 г.

Миасс: ИГЗ УрО РАН, 2000. 118 с.

3. Кобяшев Ю.С., Никандров С.Н. Минералы Урала (минеральные виды и разно видности). Екатеринбург: Изд-во Квадрат, 2007. 312 с.

4. Кориневский В.Г. Новые подходы к геологии Ильмен // Уральский геологический журнал. 2000. № 2 (14). С. 33 – 50.

5. Кориневский В.Г., Кориневский Е.В. Экзотические амфиболиты Ильменских гор (Южный Урал): состав и геологическая позиция // Геология и геофизика. 2004. Т. 45. № 9. С. 1114–1127.

6. Кориневский В.Г., Кориневский Е.В. Новое в геологии, петрографии и минералогии Ильменских гор. Миасс: ИМин УрО РАН, 2006. 102 с.

7. Кориневский В.Г., Кориневский Е.В. Мафиты и ультрамафиты в Ильменогорском комплексе // Литосфера. 2007. № 2. С. 59 –79.

8. Кориневский В.Г. Магматические скаполитовые породы Ильменских гор на Урале // Современные проблемы магматизма и метаморфизма. Материалы Всероссийской конференции, посвященной 150-летию академика Ф. Ю. Левинсон-Лессинга и 100 летию профессора Г. М. Саранчиной. Т. 1. Санкт-Петербург: Изд-во СПбГУ, 2012. С.

294–298.

9. Попов В.А., Попова В.И. Минералогия пегматитов Ильменских гор / Минера логический альманах. Т. 9. М.: Ассоциация Экост, 2006. 152 с.

10. Постоев К.И. Ультраосновные и основные горные породы Ильменского за поведника и продукты их метаморфизма // Труды Ильменского гос. заповедника, 1958.

Вып. VII. 85 с.

ОСОБЕННОСТИ СОСТАВА МЕТАСОМАТИЧЕСКОГО ЦИРКОНА И МИКРОВКЛЮЧЕНИЙ В НЕМ (ЯСТРЕБЕЦКОЕ МЕСТОРОЖДЕНИЕ, УКРАИНСКИЙ ЩИТ) Левашова Е.В.

Институт геологии и геохронологии докембрия РАН, г. Санкт-Петербург Украинский щит – уникальная провинция протерозойского щелочного магма тизма. Весьма специфическими среди щелочных пород этого региона являются безне фелиновые сиениты, с которыми связаны богатые руды циркония, иттрия и редких зе мель. Ястребецкое месторождение является одним из таких объектов.

Ястребецкое циркониевое месторождение расположено на северо-западе Украинского щита, в 30 км северо-западнее Коростенского плутона в пределах Суща но-Пержанской тектонической зоны Северо-Западного мегаблока и залегает среди гранитов пержанского комплекса [3].

Исследование циркона на растровом электронном микроскопе JSM-6510LA (Jeol) осуществлялось в ИГГД РАН (аналитик О.Л. Галанкина). Исследование микроэлемент ного состава циркона проводилось на ионном микрозонде Cameca IMS-4F в Ярослав ском филиале Физико-технологического института РАН (ЯФ ФТИАН, аналитики С.Г.

Симакин, Е.В. Потапов).

Циркон в Ястребецком месторождении является типичным акцессорным минера лом, присутствующим во всех структурно-минеральных разновидностях пород одно именного массива, а в отдельных зонах становится даже породообразующим. Цирконы данного месторождения сильно различаются между собой по составу и структуре. Не которые кристаллы циркона обладают чрезвычайно гетерогенным строением (рис. 1), которое выражается в появлении «пятен» неправильной, почковидной формы, обра зующих полосу шириной до 70 мкм с характерным темным оттенком на изображении электронного микроскопа в режиме обратно-отраженных электронов (BSE). Также эта зона характеризуется пористым строением и наличием мелких включений. Не исклю чена возможность наличия в данном цирконе газово-жидких включений. Данный цир кон отличается также наличием многочисленных мелких включений, т.н. минералов узников, зональностью и сетчатой трещиноватостью.

Рис. 1 Фотографии циркона из Ястребецкого месторождения в обратно-отраженных электронах (BSE). Использованы стандартные обозначения минералов.

Подобное строение циркона (образование пористых скелетных форм, наличие мелких включений) позволяет говорить о его быстром росте, в ходе которого циркон как губка «впитывал» в себя другие фазы [2]. В таком случае можно предположить, что данный циркон представляет собой постмагматическую генерацию минерала, кристал лизовавшуюся во флюидонасыщенных условиях. Пористое строение циркона особенно характерно для гидротермальных условий образования.

Подобный циркон имеет специфический состав. На основании полученных дан ных ионного микрозонда были построены спектры распределения редкоземельных элементов в цирконе (рис. 2, 3). Спектры образуют пологие линии (отношение Lu/La изменяется от 6 до 52) с практически отсутствующей положительной Ce-аномалией (Ce/Ce* изменяется от 1.40 до 1.50) и небольшой отрицательной Eu-аномалией (Eu/Eu* изменяется от 0,11 до 0,24). Такой характер спектра распределения REE в цирконе со ответствует метасоматическим цирконам [4], об этом же свидетельствует расположение точек в поле гидротермальных цирконов на диаграмме составов магматических и гид ротермальных цирконов (рис. 4) [8].

Рис. 2. Нормированное к хондриту С1 [7] распределение REE в цирконе Ястребецкого месторождения.

Наличие Ce- и Eu-аномалий связано с присутствием в расплаве Се4+ и Eu2+. Ве личина Ce-аномалии определяется отношением Ce4+/Ce3+, которое является в первую очередь функцией фугитивности кислорода [6]. Величина Eu-аномалии также в основ ном зависит от отношения Еu2+/Еu3+, то есть от состояния окислительно-восстанови тельных условий среды при кристаллизации. Таким образом, состав и геохимические спектры распределения REE в цирконе могут отражать состав исходного расплава и условия кристаллизации минерала.

Отношения Ce4+/Се3+ для исследуемого циркона характеризуются примерно рав ными соотношениями Сe4+ и Ce3+ с небольшим преобладанием Сe4+ (в 0,3-0,4 раза). По некоторым данным [1] такие значения отношения Сe4+/Ce3+ соответствуют цирконам вторичных форм преобразования.

Данный циркон обладает высоким содержанием REE, которое в среднем по зерну составляет 12019 ppm, а в некоторых точках достигает значения 18710 ppm. Со отношение распределения легких (LREE) и тяжелых редкоземельных элементов (HREE) в исследуемом цирконе характеризуется преобладанием HREE над LREE (среднее содержание по зерну – 8287 ppm и 3561 ppm соответственно), но в тоже время содержание LREE является повышенным для циркона магматического происхождения.

Также в цирконе наблюдается повышенное содержание иттрия и таких нетипичных для циркона элементов как Ca, Sr, Ba, Nb (контроль чистоты поля анализа на ионном мик розонде проводился с помощью электронной микроскопии).

Рис. 3. Фотография циркона из Ястребецкого месторождения с точками анализа ионного зонда.

Рис. 4. Соотношение степени дифференцированности легких REE (SmN/LaN) и Ce аномалии (Ce/Ce*) в цирконе Ястребецкого месторождения. Поля составов по [8].

Повышенные содержания LREE, Ca, Sr, Ba, скорее всего, связаны с постмагмати ческими процессами. Разрушающее воздействие рудообразующих флюидов на кри сталлическую решетку циркона облегчало изоморфное вхождение данных элементов [5]. Это подтверждается тем, что все цирконы Ястребецкого массива в той или иной мере подвергались изменению.

В цирконах из сиенитов Ястребецкого месторождения отмечаются многочислен ные включения других минералов, встречаются паризит, алланит, бастнезит, торит и др.

В исследуемом зерне, соответствующем основной фазе циркона – Zrn1 с приме сями «неформульных» элементов, таких как Fe, Ca, Na (содержание оксида каждого элемента варьирует от 0,6 до 1,3 мас. %), были обнаружены многочисленные почко видные включения размером около 5 мкм. Они представлены цирконами, различаю щимися между собой составом, и торитом, эти включения различаются оттенками ок раски на фотографиях в режиме BSE (рис. 1). Так, темно-серые почковидные включе ния Zrn3 (рис. 1) являются по данным микрозонда цирконом, отличающимся от основ ной фазы присутствием примесей Y и Th (содержание Y2O3 – 7 мас. %, ThO2 – мас. %). Серые почковидные включения Zrn2 (рис. 1) являются также цирконом, но ха рактеризуются отсутствием примесей «неформульных» элементов. Почковидные включения белого цвета Thr (рис. 1) диагностируются как торит (ThSiO4), содержащий в себе Y (8-12 мас. % Y2O3) и REE (2-3 мас. % REE2O3).

Автор выражает благодарность Т.Н. Лупашко и Е.А. Ильченко (ИГМР НАН Ук раины) за предоставление образцов циркона для исследования.

Литература 1. Балашов Ю.А., Скублов С.Г. Контрастность геохимии магматических и вторичных цирконов // Геохимия. 2011. № 6. С. 622-633.

2. Краснова Н.И., Петров Т.Г. Генезис минеральных индивидов и агрегатов. – СПб.:

Невский курьер, 1997. 228 с.

3. Кривдик С.Г. Редкометальные сиениты Украинского щита // Геохимия. 2002. № 7. С.

707-716.

4. Скублов С.Г., Симакин С.Г. Геохимия цирконов: состояние проблемы и новые воз можности // Материалы V-ой Международной Школы по Наукам о Земле ISES-2009.

5. Федотова А.А., Бибикова Е.В., Симакин С.Г. Геохимия циркона (данные ионного микрозонда) как индикатор генезиса минерала при геохронологических исследованиях // Геохимия. 2008. № 9. С. 980-997.

6. Hoskin P.W.O., Schaltegger U. The Composition of Zircon and Igneous and Metamorphic Petrogenesis. // Han-char, J.M., and Hoskin, P.W.O., eds. Zircon: Reviews in Mineralogy and Geochemistry. 2003. V. 53. P. 27-62.

7. McDonough W.F., Sun S.S. The composition of the Earth // Chemical Geology. 1995. V.

120. P. 223–253.

8. Pelleter E., Cheilletz A., Gasquet D., Mouttaqi A., Annich M., El Hakour A., Deloule E., Fraud G. Hydrothermal zircons: A tool for ion microprobe U-Pb dating of gold mineralization (Tamlalt-Menhouhou gold deposit – Morocco) // Chemical Geology. 2007. V.

245. P. 135–161.

МИНЕРАЛОГИЯ ЭКСТРЕМАЛЬНО БОГАТЫХ ПЛАТИНОИДАМИ ХРОМИТИТОВ НИЖНЕТАГИЛЬСКОГО ДУНИТ КЛИНОПИРОКСЕНИТОВОГО МАССИВА Морозова А.В., Пушкарев Е.В.

Институт геологии и геохимии УрО РАН, г. Екатеринбург morozova@igg.uran.ru Нижнетагильский дунит-клинопироксенитовый массив расположен в 60 км юго западнее Нижнего Тагила, в окрестностях пос. Уралец. Он состоит из дунитового ядра, площадью около 30 кв. км, окруженного маломощной клинопироксенитовой отороч кой. Почти полное отсутствие габброидов и простота внутреннего строения позволили отнести его к автономному типу дунит-клинопироксенитовых массивов Платинонос ного пояса Урала [4]. Известность Нижнетагильский массив получил благодаря корен ным хром-платиновым месторождениям, обнаруженным среди дунитов более ста лет назад [3]. Эти рудные месторождения, а главное, многочисленные мелкие хромитовые шлиры, обогащенные платиноидами, являются источниками уникальных платиновых россыпей Нижнетагильского района, которые разрабатываются до настоящего времени, уже почти 200 лет. Наиболее богатые платиноидами хромититы формировались на позднемагматической или пневматолитовой стадии с участием флюидных компонентов в практически полностью консолидированных дунитах. По отношению к рудовме щающим дунитам этот тип хромититов получил название эпигенетический [5, 2].

В данной работе приводится характеристика минерального состава хромититов, экстремально обогащенных платиноидами, которые образуют гнездообразные скопле ния размером до 5-8 мм в межзерновом пространстве хромшпинелидов. Эти хромититы были обнаружены в восточном борту Александровского дунитового карьера на север ной окраине пос. Уралец. Хромититы слагают здесь серию шлиров и жил в дунитах мощностью до нескольких сантиметров и длинной до 1 м. Они часто содержат в себе обломки дунитов, образуя брекчии. Фрагменты дунитов внутри хромититов полностью серпентинизированы. От вмещающих дунитов хромититы отделяются тонкой зоной серпентинитов. Видимая протяженность рудной зоны составляет 2-3 метра, а суммар ная мощность около 50-60 см. Содержание хромшпинелида в хромититах составляет около 50-80%, остальной объем слагают силикаты с гнездами платиноидов. Преобла дающий размером зерен хромшпинелидов 0,5-2 мм. Рудный хромшпинелид характери зуется высоким содержанием Cr2O3=53-54 мас.%, Cr/(Cr+Al)=0,82. Среднее содержание Al2O3=7,8, а TiO2=0,4 мас.%. Химический состав хромшпинелида из нижнетагильских хромититов приведен в таблице (табл. 1). В силикатном заполнении преобладает сер пентин, но постоянно встречается флогопит и глаголевит. Карбонаты представлены кальцитом, арагонитом, гидрокарбонатами кальция и магния. Минералы платиновой группы (МПГ) помимо гнезд, образуют также субидиоморфные включения в хром шпинелидах и заполнение трещин, что указывает на более позднее образование МПГ. В количественном отношении интерстициальные платиноиды резко преобладают над включениями. Помимо платиноидов хромшпинелид содержит полиминеральные сили катные включения в виде отрицательных октаэдрических кристаллов, а также мономи неральные включения оливина, сходные с описанными ранее [7]. Среди МПГ преобла дают изоферроплатина Pt3Fe и тетраферроплатина PtFe (табл. 2, рис. 1), в крупных гнездах одновременно присутствуют до десятка разных фаз ЭПГ. В интерстициях от мечен туламинит Pt2FeCu (рис. 1в). Сплавы железа и платины иногда обладают зональ ным переходом от PtFe к Pt3Fe от края к центру зерна соответственно (рис. 2). При Таблица 1. Химический состав хромшпинелидов из хромититов с платиноидной минерализацией Нижнетагильского массива, мас.%.

№ по порядку 1 2 3 4 5 6 7 8 TiO2 0,4 0,4 0,41 0,38 0,43 0,39 0,39 0,45 0, Al2O3 7,84 7,87 7,77 7,99 7,73 7,86 7,91 8,05 7, Cr2O3 53,61 53,83 53,63 54,1 53,93 53,65 53,32 53,3 53, * FeO 23,14 23,36 23,82 23,39 23,47 23,73 23,98 23,99 23, MnO 0,28 0,28 0,29 0,23 0,3 0,25 0,32 0,28 0, MgO 12,52 11,87 12,58 11,77 12,77 12,33 12,22 11,3 12, Сумма 97,84 97,8 98,68 98,11 98,93 98,38 98,42 97,7 98, 2+ 2+ Fe /(Mg+Fe ) 0,38 0,41 0,38 0,42 0,37 0,39 0,40 0,44 0, Fe3+/Fe 0,41 0,37 0,42 0,36 0,42 0,40 0,41 0,35 0, Cr/(Cr+Al) 0,82 0,82 0,82 0,82 0,82 0,82 0,82 0,82 0, Примечание. FeO* - все железо в виде FeO. Анализы выполнены на электронно зондовом микроанализаторе CAMECA SX 100. ЦКП «Геоаналитик» ИГГ УрО РАН, аналитик Д.А. Замятин.

Рис. 1. Размещение МПГ в хромититах Нижнетагильского массива.

а – изоферроплатина Pt3Fe из интер стиции хромшпинелидов (Chr);

б - вклю чение изоферроплатины Pt3Fe в хромшпи нелид;

в – тетраферроплатина PtFe и тула минит (Tul) из интерстиции, Cal – кальци товое колломорфное заполнение интер стиций хромшпинелидов, Srp – серпентин заполняет интерстициальное простран ство. Изображение получено в обратно рассеяных электронах на сканирующем электронном микроскопе JSM-6390LV, ЦКП «Геоаналитик», аналитик С.П.

Главатских.

Таблица 2. Химический состав МПГ из хромититов Нижнетагильского массива, мас.%.

№ зерна 1-401 13-501 1-301 60-2 60-1 15-1 16- 2 16- ПЕ- Минерал Pt3Fe Pt3Fe Pt3Fe PtFe Pt3Fe PtFe PtFe Pt3Fe Рисунок Рис. 1а Рис. 1б нет Рис. 2б Рис. 2б Рис. 2в Рис. 2д Рис. 2д Ком-ты 1 2 3 4 5 6 7 Os 0,04 0,15 0,17 0 0 0,17 0,00 0, Ir 4,69 6,27 6,51 4,11 4,16 5,72 6,46 7, Ru 0,03 0,08 0 0 0,11 0,00 0,00 0, Rh 1,18 0,8 0,88 0,21 0,22 0,66 0,70 0, Pt 70,75 78,7 79,7 76,63 83,07 74,09 71,40 78, Pd 0,09 0,14 0,02 0,2 0,24 0,02 0,04 0, Ni 6,89 1,49 1,7 1,13 0,84 1,56 2,01 0, Fe 13,21 11,23 11,03 14,99 11,41 14,76 15,01 11, Cu 2,71 1,06 0,89 2,74 1,2 3,10 3,59 1, S 0 0,01 0,02 0 0 0,00 0,03 0, Сумма 99,73 100,29 100,94 100,14 101,72 100,08 99,24 100, Атомные проценты Os 0,03 0,12 0,13 0,00 0,00 0,12 0,00 0, Ir 3,07 4,72 4,92 2,84 3,12 3,92 4,37 5, Ru 0,04 0,11 0 0,00 0,16 0,00 0,00 0, Rh 1,44 1,13 1,24 0,27 0,31 0,85 0,89 1, Pt 45,63 58,32 59,43 52,44 61,67 50,18 47,57 58, Pd 0,1 0,2 0,03 0,25 0,33 0,02 0,05 0, Ni 14,77 3,68 4,21 2,57 2,07 3,52 4,48 1, Fe 29,76 27,9 28,74 35,86 29,61 34,94 35,13 30, Cu 5,36 2,4 2,04 5,76 2,74 6,45 7,39 2, S 0 0,02 0,07 0,00 0,00 0,00 0,12 0, Примечание: 1 – изоферроплатина из интерстиции хромшпинелидов (рис. 1а);

2, 3 – включение изоферроплатины в хромшпинелид (рис. 1б);

4, 5 – замеры в краевой и цен тральной части зерна Pt-Fe минерала (№ 60, рис. 2б);

6 – замер центральной части зерна Pt-Fe минерала (№ 15, рис 2в);

7, 8 – замеры в краевой и центральной части зерна Pt-Fe минерала (№ 16, рис 2д). Анализы выполнены на электронно-зондовом микроанализа торе CAMECA SX 100. ЦКП «Геоаналитик» ИГГ УрО РАН, аналитик Д.А. Замятин.

большом увеличении хорошо виден распад МПГ (рис. 2г, е).

В настоящей работе продолжены исследования мономинеральных включений оливина. Включения оливина в рудном хромшпинелиде имеют размер 30-50 мкм, из редка встречаются и более крупные зерна, достигающие 100 мкм и более. Иногда в зерне хромшпинелида наблюдается несколько включений разного размера, но в сред нем количество оливиновых включений не превышает нескольких зерен в одном шлифе. Они не имеют видимой связи с дефектами кристалла-хозяина. Форма зерен оливина из включений округлая. Оливин, как правило, свежий, не подвержен серпен тинизации, в отличие от межзернового оливина в матрице хромититов или породообра зующего во вмещающих дунитах. Включения оливина мономинеральны, иногда оли вин сопровождается мелкими зернами хромистого глаголевита на контакте с вмеща Рис. 2. МПГ с зонами распада из интерстиций хромшпинелидов в хромититах Нижнетагильского массива.

А, б – фото, сделанные при разном увеличении: краевые части зерна соответст вуют тетраферроплатине (PtFe), центральная часть – изоферроплатине (Pt3Fe);

в, д МПГ с зональным переходом от PtFe к Pt3Fe от края к центру соответственно;

г, е – фото, выделенных участков этих же зерен МПГ с распадом. Точки с цифрой соответст вуют № зерна в табл. 2.

ющим хромшпинелидом. Оливин по химическому составу характеризуется высокой магнезиальностью (Mg/(Mg+Fe+2)=0,94-0,96 и отвечает форстериту. Оливин из вклю чений характеризуется высокими концентрациями хрома, достигающими 1,0 мас. % Cr2O3 и выше. Установленная ранее [7] и подтвержденная нами вновь обратная корре ляция содержаний хрома и железа в оливине из включений противоречит представ лениям о захвате хрома из хромитовой матрицы при проведении аналитических иссле дований на рентгеновском микроанализаторе. Обратная зависимость этих компонентов подтверждает конституционный характер хрома в оливине. Нами установлена зависи мость содержаний хрома в оливине от размеров его зерен. Чем меньше размер включе ния, тем выше в нем содержания Cr2O3. Крупные зерна форстерита (100 – 60 мкм) имеют в центре содержания хрома от 0,2 до 0,4 мас. % Cr2O3, что практически соответ ствует предельной кристаллохимической емкости минерала в отношении этого элемен та [14], тогда как мелкие (25 – 50 мкм) зерна содержат от 0,6 до 1,0 мас. % Cr2O3. Позже все изучаемые форстериты были перемерены и в центральных и в краевых зонах. Мел кие оливины имеют высокие и относительно равномерные содержания хрома и в цен тре и по краям, тогда как крупные включения обладают явной зональностью, выра жающейся в повышении концентраций хрома к краю включения. Для железа установ лена обратная картина, его содержания закономерно уменьшаются от центра к краю, что еще раз показывает отсутствие «контаминации» хромитовой матрицы при микро зондовом сканировании. Известно, что кристаллическая решетка оливина не позволяет ему вмещать существенные количества трехвалентных катионов, таких как Cr3+, Al3+ и других [14]. В природе очень редко встречаются оливины со столь высоким содержа нием хрома [11, 13, 15]. Вхождения значительных концентрации хрома в оливин было бы возможно в случае двухвалентного состояния его катионов. Однако современная минералогия и петрология не допускает присутствие двухвалентного хрома в реальных геологических ситуациях в земной коре в силу того, что для него требуется сильно вос становительные обстановки. Именно в таких восстановительных обстановках в экспе риментах [10] был синтезирован силикат хрома (2CrO·SiO2), образующий твердые рас творы с магнезиальным оливином. В современных экспериментальных работах [12] было показано, что в силу значительной разницы в отношениях Fe2+/Fe3+ между рас плавом и кристаллизующимся из него хромшпинелидом, на их границе возникают уз кие зоны, мощностью до 20-30 мкм, с заметно повышенной восстановленностью мине ралообразующей среды. Как нам представляется, в таких зонах могут реализоваться условия по метастабильному восстановлению хрома до двухвалентного состояния и, как следствие, к его простому вхождению в кристаллическую структуру оливина. Этот же химико-кинетический эффект может стимулировать кристаллизацию минералов платиновой группы, слагающих как относительно редкие включения в рудном хром шпинелиде, так и более массовую ассоциацию в цементе хромититов.

Также в хромшпинелидах нижнетагильских хромититов распространены мелкие клинопироксен-флогопитовые включения от 10 до 30 мкм. Во вмещающих хромшпи нелидах эти включения имеют «кучное» распространение, до десяти и более штук на сравнительно небольшой площади. Клинопироксен-флогопитовые включения сложены до 80-90% клинопироксеном с подчиненным количеством флогопита. По составу кли нопироксен соответствует хромдиопсиду. Для него характерны высокие содержания хрома (1,79-2,33 мас.% Cr2O3), натрия (до 0,2 мас% Na2O) и низкие содержания железа (1,31 % FeO) и титана (0,1мас.% TiO2). Флогопит представлен хромовой разновидно стью с повышенными содержаниями калия от 0,25 до 0,28 мас% K2O.

Совместно с серпентином в межзерновом пространстве хромшпинелидов часто встречается хромистый глаголевит. Реже он образует включения в хромшпинелиде и платиноидах и сростки с этими минералами. Глаголевит – минерал из группы хлорита с высоким содержанием Na2O до 4 мас. % - был открыт 10 лет назад в метасоматитах Ковдорского щелочно-ультраосновного массива на Кольском полуострове [9]. В хром платиновых рудах уральских месторождений он был описан годом ранее как необычный натровый хлорит [1], образующий включения в платиноидах, хромшпинелидах и входящий в состав интерстициальной ассоциации цемента руд. По сравнению с хлоритами, он обладал необычными оптическими свойствами, в частности характеризуется аномальными желтыми и светло-оранжевыми цветами интерференции.

Позже, когда удалось провести рентгеноструктурные исследования и рассчитать параметры элементарной ячейки, этот минерал был переинтерпретирован как хромистый глаголевит [7, 8]. Наибольшим распространением пользуется пластинчатые срастания глаголевита с серпентином, которые вместе образуют ксеноморфные зерна размером до 0,5 - 1 мм, заполняющие интерстициальное пространство между зернами хромшпинелида [6]. Соотношение глаголевита и серпентина в таких сростках либо почти равное, либо глаголевит в них преобладает. При равном соотношении эти два минерала образуют пластинки почти одинаковой ширины. Когда глаголевит преобладает, серпентин образует в нем тонкие пластинчатые вростки. Обратного соотношения отмечено не было. Крупные зерна глаголевита содержат мелкие субидиоморфные включения хромшпинелида и иногда срастаются с железо платиновыми сплавами, что может указывать на совместный рост минералов. Иногда глаголевит образует идиоморфные включения в хромшпинелиде, подчиняющиеся кубической симметрии октаэдрических кристаллов минерала-хозяина. В этой ситуации он часто входит в ассоциацию с другими хромистыми силикатами: хромдиопсидом, хромпаргаситом, флогопитом, хром-кальциевыми гранатами, а также с платиноидами [1, 7]. Еще реже встречается глаголевит, образующий тонкие зоны на границе между включениями хромистого оливина в хромшпинелиде. В этом случае глаголевит является единственным силикатом, сопровождающим мономинеральные оливиновые включения. Изученный нами глаголевит характеризуется содержаниями Na2O и Cr2O3, варьирующими от 2.51 до 3.18 мас.% и от 1.5 до 2.7мас.%, соответственно, поэтому он отнесен к хромистой разновидности глаголевита. Усредненная формула глаголевита из Нижнетагильского массива – Na0.52(Mg5.2Fe0.14Cr0.13Al6+0.53)6[Si2.79Al4+1.21O10](OH,O)8хH2O.

Идеализированная формула глаголевита NaMg6 [Si3AlO10] (OH,O)8 H2O выведена из формулы клинохлора Mg5Al [Si3 AlO10] (OH)8, вакансией обозначено пространство, в результате заполнения которого натрием и водой образуется глаголевит [9].

Установленное нами широкое распространение глаголевита в экстремально богатых платиноидами хромититах, образующего включения и срастания с платиноидами и хромшпинелидами, может свидетельствовать об участии щелочных флюидов в процессе благороднометального рудообразования.

Структурное положение минералов платиновой группы в экстремально богатых ими хромититах Нижнетагильского массива указывает на более позднее их образование по отношению к рудному хромшпинелиду. Ассоциация МПГ с относительно низко температурными силикатами (серпентином и хромистым глаголевитом) и другими ми нералами в цементе руд указывает также на низкую температуру их образования, соот ветствующую пневматолито-гидротермальной стадии эволюции пород.

Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ № 13-05-96031, 12-05 00112-а, Совместных проектов УрО-СО-ДВО РАН № 12-С-5-1004, Президиума РАН № 12-П-5-1020 и 12-П-5-1024.

Литература 1. Аникина Е.В., Пушкарев Е.В., Ерохин Ю.В., Вилисов В.А. Хлорит в хромо-платиновых рудах Платиноносного пояса Урала: Особенности состава и парагенезисы // Записки ВМО. 2001. № 2. С. 92-100.

2. Бетехтин А.Г. Платина и другие минералы платиновой группы. М.: ОНТИ, 1935.

148с.

3. Высоцкий И.К. Месторождения платины Исовского и Нижне-Тагильского районов на Урале. СПб: Тр. Геол. Комитета. Нов. сер. Вып. 62. 1913. 694 с.

4. Ефимов А.А. Платиноносный пояс Урала: тектоно-метаморфическая история древней глубинной зоны, записанная в ее фрагментах // Отечественная геология. 1999. № 3. С.

31-39.

5. Заварицкий А.Н. Коренные месторождения платины на Урале // Материалы по общей и прикладной геологии. Вып. 108. СПб, 1928. С.1-51.

6. Морозова А.В., Замятин Д.А., Главатских С.П. Хромистый глаголевит – типоморф ный минерал платиноносных хромититов Нижнетагильского массива // Ежегодник 2012, Тр. ИГГ УрО РАН, вып. 160, 2013. С. 139-143.

7. Пушкарев Е.В., Аникина Е.В., Гарути Дж., Заккарини Ф. Хром-платиновое орудене ние Нижнетагильского типа на Урале: стуктурно-вещественная характеристика и про блема генезиса // Литосфера. 2007. № 3. С. 28-65.

8. Пушкарев Е.В., Аникина Е.В., Поленов Ю.А., Григорьев В.В., Гуляева Т.Я. Хромистый глаголевит из собрания Уральского геологического музея. // Вестник УО ВМО, Екате ринбург: УрО РАН, 2003. № 2. С. 83-88.

9. Середкин М.В., Органова Н.И., Кривовичев С.В., Армбрустер Т., Моисеев М.М., Чу канов Н.В., Чуканова В.Н., Бернс П.К., Марсий И.М., Звягин Б.Б., Кононкова Н.Н., Сив цов А.В. Глаголевит NaMg6[Si3AlO10] (OH, O)8·H2O – новый минерал // Записки ВМО.

2003. №1. С. 67-75.

10. Цветков А.И., Ершова З.П., Матвеева Н.А. О синтезе силиката хрома, аналогичного оливину // Известия АН СССР. Сер. Геол. № 2, 1964. С. 3-14.

11. Arai S., Matsukage K. Petrology of a chromitite micropode from Hess Deep, quatorial Pa cific: А comparison between abyssal and alpine-type podiform chromitites // Lithos. 1998. V.

43. P. 1-14.

12. Finnigan G S., James M. Brenan J., Mungall J., and Mc Donough W. F. Experiments and models Bearing on the role of chromite as a collector of platinum group minerals by local re duction // Journal of Petrology. 2008. V 49. № 9. P. 1647-1665.

13. Melcher F., Stumpfl E.F., Distler V. Chromite deposits of the Kempirsai massif, Southern Urals, Kazakhstan // Transact. Institute Mining Metallurgy. Sec. B. Applied Earth Science.

1994. V. 103. P. 107-120.

14. Moseley D. Symplectic exsolution in olivine // Am. Mineral. 1984. V. 69. № 1-2. P. 139 153.

15. Shiano P., Clocchiatti R., Lorand J-P. et al. Primitive basaltic melts included in podiform chromitites from the Oman Ophiolite // Earth Planet. Sci. Lett. 1997. V. 146. № 3-4. P. 489 497.

РЕЗУЛЬТАТЫ РЕНТГЕНОСТРУКТУРНОГО АНАЛИЗА ПРИРОДНОГО И ТЕХНОГЕННОГО МИНЕРАЛЬНОГО СЫРЬЯ ОБЪЕКТОВ ЮЖНОГО УРАЛА Мустафин С.К., Альмухаметов Р.Ф.

Башкирский государственный университет, г. Уфа.

В настоящее время, как отмечено в материалах XVI международного совещания по кристаллохимии и рентгенографии минералов (Миасс, 2007), «…рентгенография поликристаллов остается основным методом определения фазового состава вещества, а рентгеноструктурный анализ - основным для расшифровки кристаллических структур».

Эти методы позволяют решать вопросы кристаллохимии, корреляции структуры и свойств кристаллических веществ, проводить анализ минералов и их синтетических аналогов, осуществлять рентгендифракционные исследования в условиях переменных температур и давлений, изучать наноматериалы, биоматериалы, продукты техногенеза.

В докладе приведены результаты использования рентгеноструктурного анализа при комплексном исследовании природных и техногенных минеральных образований.

Исследования проводились на кафедрах «Геологии и геоморфологии» и «Общей физики» Башкирского государственного университета в рамках выполнения проекта по составлению «Атласа минералов благородных металлов руд и россыпей Республики Башкортостан». Исследовались отдельные монокристаллы и их агрегаты, многофазные кристаллические агрегаты. Объекты изучения имели небольшие размеры (0,1-1,0 мм).

Фазовый анализ производился на рентгеновском дифрактометре ДРОН-3 на Cu K излучении (серийный №676). Монокристальная съёмка производилась на рентге новском аппарате ИРИС-3 (изготовитель НПО «Буревестник» Санкт-Петербург, серий ный № 874, год выпуска 1984).

Для обеспечения необходимой точности анализа в целях диагностики отдельных минеральных фаз съёмка производилась с использованием камеры Дебая РКД-57 (из лучение Cu K) (изготовитель физический факультет МГУ) в режиме вращения и про должительной (1- 1,5 часа) экспозиции.

Идентификация всех исследованных минеральных фаз проводилась с использо ванием библиотеки ASTM (издание 1977 года).

Были исследованы минеральные формы нахождения полезных компонентов в разнообразном по происхождению природном и техногенном минеральном сырье мно гочисленных объектов Южного Урала.

В тяжёлой фракции минералогических проб из бурых железняков медно-колче данного месторождения Бакр-Узяк обнаружены мелкие 0,01-0,1 мм выделения само родного золота и амальгамы золота, обладающей белёсым оттенком золотисто-жёлтого цвета. Самородное золото и природная амальгама золота идентифицированы по резуль татам рентгенографического анализа. Самородная медь из бурых железняков, отлича ется слабой золотоносностью;

рентгенографическое исследование не обнаружило со вместных фаз меди и золота. Природная амальгама золота из окисленных руд медно колчеданного месторождения Бакр-Узяк близка по составу к фазе ASTM - Au0,81Hg0, (рентгеновская плотность =17,854 г/см3).

Рентгеноструктурный анализ позволил, идентифицировать куприт (Cu2O), плот ная плёнка которого покрывает поверхность выделений самородной меди (Cu), препят ствуя её контакту с раствором при гидрометаллургическом способе извлечения меди, существенно снижая эффективность кучного выщелачивания. Реликтовый золотонос ный пирит (FeS2) отличается несколько повышенными значениями параметра d/n по сравнению с эталоном, что вызвано, вероятно, наличием значительных концентраций элементов-примесей.

Исследование с помощью растрового электронного микроскопа самородного зо лота из бурых железняков позволило установить морфологические типы выделений минерала и установить широкое развитие плотных, часто сплошных «рубашек» гидро ксидов железа на поверхности выделений, что снизит технологические показатели кучного выщелачивания золота, впервые применённого на Урале НПФ «Полиметалл»

(1996) на бурых железняках Западно-Озёрного месторождения. Гипергенные плёнки гидроксидов железа снижают плотность агрегатов самородного золота, что резко сни жает эффективность гравитационных методов обогащения и препятствуют оптималь ному ходу процесса гидрометаллургии.

Амальгама золота техногенной природы установлена в эфельных отвалах (отхо дах более ранней переработки) россыпных месторождений долины р. Авзян. Ранее для извлечения самородного золота тонкого и пылевидного классов старатели Урала тра диционно использовали технологию амальгамации, в настоящее время запрещённую в связи с экологическими требованиями. Рентгеноструктурный анализ позволил иденти фицировать амальгаму золота, отвечающую по составу фазе ASTM Au6Hg5 (рентге новская плотность =16,872 г/см3).

Наряду с техногенной амальгамой золота в пробах обнаружено и самородное зо лото, поверхность частиц которого участками или нацело покрыта плёнкой техноген ной амальгамы золота, обладающей, как показало исследование на растровом элек тронном микроскопе, специфической коррозионной структурой поверхности.

В составе самородного золота из техногенной россыпи, кроме основы, представ ленной фазой Au, присутствуют фазы, близкие по своим параметрам эталонам ASTM состава Au6Hg5, Au5Hg8.

В металлургических шлаках Баймакского золотомедного завода основная масса техногенного золота представлена чешуйками изометричного, дробевидного габитуса с шероховатой, шагреневой поверхностью и размерами от 0,25 х 0,1 мм до 0.05х0,05 мм.

Идентификация техногенного самородного золота из шлаков произведена рент геноструктурным анализом. Рентгенографическое исследование выделения техноген ной самородной меди из шлаков выявило наличие в ней включений, отвечающих по со ставу фазе ASTM Au3Cu (рентгеновская плотность =17,167 г/см3).

Рентгеноструктурный анализ минералов комплексной россыпи бассейна р. Урал позволил выявить важные в генетическом отношении минеральные фазы: туламинита Pt2FeCu в сростках с хромпикотитом (Mg,Fe)Cr2O4;

самородного иридия (Ir - ASTM фаза 44) с примесью ферроплатины (Pt3Fe –ASTM фаза 542);

самородного иридия в сростках с серпентином Mg6[Si4O10](OH)8;

рутенистого осмия (OsRu –ASTM фаза 17714) с примесью фазы форстерита Mg2[SiO4];

иридистого осмия Os13Ir7 (ASTM, фаза 15233) с примесью фазы форстерита Mg2[SiO4];

рутенистого иридия (ASTM фаза Ir53Ru47), самородного осмия (Os –ASTM фаза 137). Рентгеноспектральный анализ по казал, что иридосмин из россыпи содержит существенные количества (мас.%): рутения (8,53-9,56) и незначительные примеси меди (0,42-0,6) и железа (0,31-0,42).

В древних конгломератах хребта Шатак установлено магнитное самородное зо лото, ассоциирующее в цементе с золотоносными гематитом и магнетитом.

Эффективность исследования природного и техногенного минерального сырья достигается комплексированием современных прецизионных методов анализа: рентге ноструктурного, рентгеноспектрального, растровой электронной микроскопии и др., способных решать генетические, технологические, экологические задачи, особенно, на стратегически актуальном сегодня, наноуровне организации вещества.

ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ МЕТАСОМАТИЧЕСКОЙ ЗОНАЛЬНОСТИ ЛИНЕЙНЫХ КАРБОНАТИТОВЫХ КОМПЛЕКСОВ УКРАИНСКОГО ЩИТА, ЕНИСЕЙСКОГО КРЯЖА И ВОРОНЕЖСКОГО КРИСТАЛЛИЧЕСКОГО МАССИВА Никанорова Ю.Е., Шнюков С.Е., Лазарева И.И.

Киевский национальный университет имени Тараса Шевченко, г. Киев, Украина Карбонатитовые массивы линейного структурно-морфологического типа явля ются важным потенциальным источником фосфатного сырья и широкой гаммы редких металлов (Nb, Ta, LREE, Sr). Характерной особенностью подобных образований являе тся наличие мощных экзоконтактовых ореолов щелочных метасоматитов (фенитов), исходными для которых могут быть породы различного состава. Поскольку размеры фенитовых ореолов значительно превышают размеры самих карбонатитовых тел, по вышению эффективности геолого-поисковых работ может способствовать использова ние данных о закономерностях изменения минеральных ассоциаций и поведении пет рогенных и микроэлементов в процессе развития ореолов фенитизации.

Целью настоящего исследования является выявление и изучение таких законо мерностей на примере трех линейных карбонатитовых массивов: ЧКМ Черниговско го (Украинский щит), ДКМ Дубравинского (Воронежский кристаллический массив) и ПКМ Пенченгинского (Енисейский кряж). Для достижения поставленной цели соз дана оригинальная коллекция, представительно характеризующая основные разновид ности как вмещающих пород и развитых по ним фенитов, так и собственно карбонати тов: ЧКМ 200 образцов, ДКМ 80 образцов, ПКМ 40 образцов (состав карбонати тов ПКМ по данным [5]). Методика исследования включала в себя: 1) петрографиче ское изучение (макро- и микро-) всех разновидностей пород;

2) аналитические исследо вания (химический и рентгенофлуоресцентный анализы) с количественным определе нием концентраций широкого перечня петрогенных и микроэлементов;

3) интерпрета цию результатов аналитических исследований.

Все изученные карбонатитовые массивы являются представителями линейного структурно-морфологического типа [1, 2, 5, 6, 7, 8, 9, 10, 11, 12, 13], расположены в пределах консолидированных участков земной коры, приурочены к зонам глубинных разломов и залегают в виде серий крутопадающих тел разнообразной морфологии. В отличие от ЧКМ и ПКМ, линейно вытянутых в плане, ДКМ имеет серповидную форму, в чем некоторые исследователи усматривают сходство с классическими карбонатито выми комплексами центрального типа [7]. Мощные экзоконтактовые фенитовые орео лы развиваются по различным исходным породам, которые представлены: ЧКМ мигматизированными архейскими метаморфитами (полевошпатовые и бесполевошпа товые амфиболиты, плагиоклазовые и плагиоклаз-калишпатовые гнейсы и сланцы), жильными гранит-аплитами и аплито-пегматоидными гранитами;

ДКМ мигматизи рованными архейскими плагиоклаз-калишпатовыми гнейсами, гранитоидами, а также пироксенитами;

ПКМ протерозойскими породами силикатного (кварц-серицитовые, кварц-мусковит-биотитовые сланцы и амфиболиты) и карбонатного (кальцитовые и до ломитовые мраморы) состава. Наиболее контрастным различием является присутствие мраморов в составе рамы Пенченгинского массива, что в значительной степени влияет на характер продуктов фенитизации. Несколько различной является и рудная специали зация массивов: однотипная апатит-редкометальная в ЧКМ и ПКМ;

апатит-магнетито вая в ДКМ. Современные оценки возраста формирования образований Черниговского и Дубравинского массивов очень близки – 2,0 млрд. лет (U-Pb метод по цирконам [6;

9] и 1,99–2,19 млрд. лет (207Pb-206Pb метод по сфенам и цирконам) [2], соответственно. Бо лее позднее время формирования установлено для образований Пенченгинского масси ва – 0,672±0,093 (Sm-Nd метод, изохрона карбонатитов, рассчитанная по составам пи рохлора, апатита, амфибола и валовой пробы [5]).

Таблица 1. Поведение исследованных элементов при формировании изученных линейных карбонатитовых массивов.

Черниговский Дубравинский Пенченгинский Группы элементов массив массив массив Si, Аl, Ti, Са, Mg, Сu, Si, Аl, Ti, Са, Mg, Сu, Si, Аl, Ti, Са, Mg, Сu, Перераспределение Zr, Fe, Mn, K, Ba, Mo, Zr, Fe, Mn, Cr, Rb, Nb, Zr Pb, Cr Ba,Th La, Се, Sr, Zn, Р, Nb, La, Се, Sr, Zn, Р, K, Ga, La, Се, Sr, Zn, Р, Nb, Привнос Na Mо, Ba K, Mn, Fe,Mо Вынос V(?) Na(?), Рb Na, Ва(?), Ga Минеральный состав собственно карбонатитов всех трех изученных массивов в целом сходен: кальцит-доломитовый или существенно доломитовый в случае ЧКМ и ПКМ, преимущественно кальцит-доломитовый и кальцитовый в случае ДКМ;

силикат ная часть (ЧКМ и ПКМ – 30-40%, ДКМ – до 50%) представлена слюдами, щелочными амфиболами и щелочными пироксенами (кроме ПКМ). Однако имеет место и ряд отли чий в каждом конкретном случае: присутствие в карбонатитах Черниговского массива оливина и щелочного амфибола гастингсита, в отличие от арфведсонита в Дубравин ском и Пенченгинском массивах;

отсутствие в последнем щелочного пироксена;

спора дическое распространение граната (шорломита) в карбонатитах Дубравинского масси ва. Отсутствие оливина и щелочного пироксена в карбонатитах ПКМ может свидетель ствовать о более низкотемпературных условиях их образования [10]. В карбонатитах всех трех массивов отмечается повышенное содержание апатита, которое колеблется от 5 до 25%, достигая иногда 50% (ДКМ). Акцессорные и рудные минералы представле ны: ЧКМ – магнетитом (до 15%), пирохлор-гатчеттолитом (до 5%), монацитом, цирко ном, сфеном, сульфидами;

ДКМ – магнетитом, титаномагнетитом, ильменитом, суль фидами (пирит, пирротин – до 10%), изредка – сфеном, цирконом;

ПКМ – пирохлором, колумбитом, ферсмитом, ильменорутилом, молибденитом и сульфидами (халькопирит, пирротин) [6, 7, 5] Главным направлением изменения контрастных типов исходных пород в ходе их фенитизации является конвергентность их минеральных композиций:

1) В ПКМ преобразование как силикатных, так и карбонатных вмещающих по род в фениты заключается в исчезновении реликтового парагенезиса (слюда + кварц + олигоклаз в кристаллосланцах;

андезин + кварц + роговая обманка в амфиболитах) и появлении новообразованного: щелочные амфиболы (арфведсонит, рихтерит), флого пит, кальцит. Ассоциация акцессорных минералов изменяется в направлении повыше ния содержания апатита и пирротина, а также появлении пирохлора, сфена, титаномаг нетита и ильменита (в апосиликатных фенитах) или ильменорутила (в апокарбонатных фенитах).

Рис. 1. Изменение концентраций (средние составы) типичных элементов группы привноса в процессе формирования изученных линейных карбонатитовых массивов.

Черниговский и Дубравинский массивы: 1-2 – породы основного состава (1 – неизме ненные, 2 – измененные);

3-4 – породы среднего состава (3 – неизмененные, 4 – изме ненные);

5-6 – породы кислого состава (5 – неизмененные, 6 – измененные);

7 – карбо натиты. Пенченгинский массив: 1-2 – средние силикатные породы (1 – неизмененные, – измененные);

3-4 – карбонатные породы (3 – неизмененные, 4 – измененные);

5 – карбонатиты [5]. Стрелки направленность изменения состава вмещающих пород.

Рис. 2. Изменение концентраций (средние составы) P2O5 и Nb в процессе фенитизации вмещающих пород. Условные обозначения см. рис. 1.

2) В ЧКМ процесс фенитизации исходных пород заключается в полном исчезно вении кварца и реликтового клинопироксена, почти полном исчезновении роговой об манки, средних плагиоклазов и появлении новообразованных: альбита, микроклина, щелочных пироксенов (эгирин-авгита, эгирин-салита), щелочных амфиболов (рихтерит, эденит, гастингсит) и карбонатов. Новообразованная ассоциация акцессориев: сфен, апатит, ортит и магнетит.

3) В ДКМ фенитизация исходных пород сопровождается: исчезновением релик товых кварца, олигоклаза и клинопироксена;

значительным повышением содержания микроклина;

появлением альбита, щелочного пироксена (егирин-авгита, егирина), ще лочного амфибола (арфведсонита) и кальцита. Отмечается существенное возрастание содержания таких акцессорных минералов как апатит, магнетит и сфен (особенно в апопироксенитовых фенитах), а также появление граната (шорломита), чего не наблю дается в Пенченгинском и Черниговском массивах.

Изучение поведения петрогенных и микроэлементов в процессе фенитизации исходных пород исследуемых карбонатитовых массивов позволило выявить для каждо го из них группы элементов, поведение которых характеризуется в процессе преобра зований (табл. 1): привносом (например, см. рис. 1), выносом или перераспределением.

В результате предложен единый (универсальный) для всех трех изученных массивов мультипликативный показатель зональности, позволяющий идентифицировать экзоко нтактовые ореолы подобных массивов на значительном расстоянии от рудных тел:

K univ La Ce Sr Zn Элементы, вошедшие в K univ характеризуются стойким привносом и не отвечают за рудную нагрузку пород, что позволяет проследить смену концентраций главных полезных компонентов в процессе фенитизации (рис. 2). Таким образом, этот универсальный для трех массивов показатель объективно отображает возрастание уровня преобразования вмещающих пород и значительно расширяет размеры поиско вой мишени за пределы, которые позволяют зафиксировать прямые петрографические исследования.

Литература 1. Багдасаров Ю.А., Белых В.И., Скосырева М.В., Власова Е.В. Слюдистые мелакарбо натиты района КМА // ДАН СССР, 1984. Т. 278. № 6. С. 1457-1461.

2. Багдасаров Ю.А., Вороновский С.Н., Овчинникова Л.В. Особенности геологического положения и радиологический возраст нового проявления карбонатитов в районе КМА // ДАН СССР, 1985. Т. 282. № 2. С. 404-408.

3. Бочаров В.Л. Апатитоносные карбонатиты КМА и особенности распределения в них редких элементов // Вестник ВГУ. Сер.: геология, 2007. № 2. С. 140-151.

4. Бочаров В.Л. Апатит-магнетит-силикатные руды Дубравинского карбонатитового месторождения КМА // Вестник ВГУ. – Сер.: геология, 2008. № 1. С. 94-103.

5. Врублевский В.В., Покровский Б.Г., Журавлев Д.З., Аношин Г.Н. Вещественный состав и возраст пенченгинского линейного комплекса карбонатитов, Енисейский кряж // Пет рология, 2003. Т. 11. № 2. С. 145-163.

6. Глевасский Е.Б., Кривдик С.Г. Докембрийский карбонатитовый комплекс Приазовья.

К.: Наук. думка, 1981. 228 с.

7. Дунаев В.А. Геологическое строение и особенности строения Дубравинского массива щелочных пород и карбонатитов (КМА) // Изв. высших учебных заведений. Геология и разведка, 2006. № 5. С. 30-33.

8. Забродин В.Ю., Малышев А.А. Новый комплекс щелочных-основных пород и карбо натитов в Енисейском кряже // Доклады Академии наук СССР, 1975. Т. 223. № 5. С.

1223-1226.

9. Кривдик С.Г., Ткачук В.И. Петрология щелочных пород Украинского щита. К.: Наук.

думка, 1990. 408 с.

10. Лапин А.В., Плошко В.В, Малышев А.А. Карбонатиты зоны Татарского глубинного разлома на Енисейском кряже // Геология рудных месторождений, 1987. № 1. С. 30-45.

11. Собаченко В.Н., Гундобин А.Г. Формационный тип приразломных щелочных карбо натно-силикатных метасоматитов и связанных с ними карбонатитов // Геология и гео физика, 1993. № 5. С. 113-120.

12. Шнюков С.Е. Апатиты, цирконы и сфены из околокарбонатитовых фенитов и ще лочных метасоматитов зон диафтореза Украинского щита как петрогенетические и гео химические индикаторы // Автореф. Дис.… канд. геол.-мин. наук. Львов, 1988. 25 с.

13. Шраменко И.Ф., Стадник В.А., Осадчий В.К. Геохимия карбонатитов Украинского щита. К.: – 1992. 214 с.

ПОЗИЦИИ ПРИМЕСНЫХ АТОМОВ В СТРУКТУРЕ ХАЛЬКОПИРИТА Онуфриенок В. В., Терехова А.В.

Сибирский Федеральный университет, г. Красноярск Природный минерал халькопирит, обычно представляемый формулой CuFeS2, часто встречается в золотосодержащей руде. В золоторудных месторождениях золото может быть связано с халькопиритом как пространственно, так и в виде микроскопиче ских включений в нём или примесных атомов в его структуре. Этот минерал считается одним из ассоциирующих с золотом минералов. До настоящего времени неясно, по чему те или иные минералы сопутствуют золоту. Для ответа на эти вопросы требуются исследования кристаллической структуры сопутствующих золоту минералов, анализ различного рода точечных дефектов в их структуре, определение позиций примесных атомов и золота. Структура природного халькопирита, как правило, не идеальна, а со держит точечные дефекты, искажающие структуру основной кристаллической матрицы [2-3]. Относительно высокая концентрация примесных атомов, несомненно, отражается в типоморфизме минералов [1]. Примесные атомы могут изоморфно замещать атомы базисной матрицы, занимать вакантные позиции или находиться в междоузлиях [1-5].

Позиции в междоузлиях могут не быть равноценными – выделяется особый тип таких позиций, который классифицируется как "псевдовакансии", поскольку имеет много общих свойств с вакантными позициями в кристаллической структуре. Таким образом, одной из актуальных проблем являются исследования в кристаллической структуре халькопирита системы "примесь - вакансия". Кристаллическая структура халькопирита соответствует сверхструктуре к структуре сфалерита, поскольку образована двумя ячейками типа сфалерита (ZnS), поставленных друг на друга вдоль оси "с", только в позициях цинка упорядоченно располагаются атомы меди и железа. Сингония у халь копирита тетрагональная, с параметрами элементарной ячейки, а = 5,25, с = 10,32 A, Z =14. В работах различных авторов параметры элементарной ячейки халькопирита из различных месторождений варьируются [2-3]. Изоструктурную группу халькопирита образуют сульфиды и селениды, представляемые формулой ADX2, где A, D - различ ные металлы, а X представляют атомы S или Se (например, галлит CuGaS2).

Цель исследования: а) на основе результатов микрозондового анализа исследо вать концентрацию точечных дефектов различной природы в структуре халькопирита месторождения «Панимба»;

б) вывести расчетные формулы и рассчитать плотности примесных атомов и плотности вакантных позиций в структуре халькопирита;

в) на ос нове полученных численных значений плотности вакансий проанализировать условия статистической зависимости содержания золота в породе и плотности вакансий в структуре халькопирита различного химического состава.

Исследовался халькопирит из участка Михайловский месторождения "Панимба" в Енисейском кряже (Красноярский край, Россия). Химический состав изучаемых об разцов определялся рентгеноспектральным методом (XRS) на установке «Camebax Miсro» в лаборатории микрозондового анализа СО РАН (Новосибирск).

Как следует из результатов микрозондового анализа образцов, халькопирит практически всегда является нестехиометрическим. Отклонения состава халькопирита от стехиометрического лучше представлять формулой (Fe+3)(Cu+1) ((S2)-4), поскольку в образцах варьируется соотношение S/(Fe+Cu) в пределах одного месторождения. Два иона серы удобнее представлять одной формульной единицей, поэтому, в данном слу чае, и плотность анионных вакантных позиций – это не что иное, как плотность вакант ных позиций, соответствующим двум атомам серы. Этот факт необходимо учитывать при расчете плотности анионных вакантных позиций. Плотность вакантных позиций (n) в таком случае будет определяться из уравнения:

(1- ) + (1- ) - 2(1- )=2n = 2- - -2 + 2 =2 - -, из которого легко получить выражение для расчета плотности вакансий в струк туре халькопирита: n = – ( + )/2. С другой стороны, учитывая то, что в кристалли ческой структуре минерала стехиометрического состава число катионов должно быть равно числу анионов, т.е. 1= (катионов)/(анионов). Тогда число вакантных позиций можно рассчитать по формуле: n = 1 - (1/х), где х = S/(Fe+Cu). Хотя расчетные значения плотности вакансий практически совпадают, тем не менее, расчет по различным методикам более убедительно доказывает достоверность полученных результатов. За метим, что отрицательное значение соответствует плотности анионных вакансий, а по ложительное значение – плотности катионных вакансий. Таким образом, параметры, и являются линейно зависимыми, поскольку в структуре не может одновременно быть дефицит анионов и катионов. В противном случае такая структура находилась бы в метастабильном состоянии и через определенное время (время релаксации), в резуль тате процессов рекомбинации катионных и анионных вакансий, реализовалась струк тура, в которой остались только вакансии катионов или анионов, в зависимости от того, плотность каких вакансий преобладало в структуре до процессов рекомбинации.

Для сравнительного анализа плотности вакансий и содержания золота в породе немаловажную роль играет отношение S/(Fe+Cu), обычно определяемое методом EPMA, однако точность можно существенно повысить, если рассчитать это соотноше ние на основе весовых процентов каждого из элементов в этом соотношении. Для халь копирита этими элементами, очевидно, являются медь, железо и сера.

Можно доказать, что S/(Fe+Cu) в предложенном варианте будет определяться отношением 2/(+ ), с учетом того, что соответствует двум атомам серы. Получен ные расчетных и экспериментальных результаты практически совпадают, однако для анализа плотности вакантных позиций и содержания золота в породе расчетными зна чениями оперировать более удобно. Например, если, и равны единице (стехио метрический состав CuFeS2), то, как показывает расчет, железа в образце должно со ставлять 30,43 мас. %, меди - 34,63 мас. %, а серы - 34,94 мас. %. Только в этом случае в структуре халькопирита нет катионных или анионных вакансий. Отличие результатов микрозондового анализа образца от этих расчетных значений железа, меди и серы ука зывало бы на наличие катионных или анионных вакантных позиций в структуре халь копирита даже при S/(Fe+Cu) = 1.

Представляет интерес сопоставить степень нестехиометричности халькопирита с содержанием золота в породе. На рис.1 представлено содержание золота в породе в за висимости от соотношения S/(Fe+Cu) в образцах. Статистический анализ полученных результатов, представленных на рис.1, показал, что наилучшим образом эксперимен тальные точки на этом рисунке экстраполируются функциональной зависимостью:



Pages:     | 1 | 2 || 4 | 5 |   ...   | 6 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.